高山松 李秋根 胡鵬月 Yasin Rahim 李泓瑩

北京大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版) 第59卷 第1期 2023年1月

Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 59, No. 1 (Jan. 2023)

10.13209/j.0479-8023.2022.102

國家自然科學(xué)基金(42172215, 41530207)資助

2022-03-07;

2022-04-25

華北克拉通恒山地區(qū)晚太古代變質(zhì)火山巖的地球化學(xué)特征及構(gòu)造意義

高山松 李秋根?胡鵬月 Yasin Rahim 李泓瑩

造山帶與地殼演化教育部重點實驗室, 北京大學(xué)球與空間科學(xué)學(xué)院, 北京 100871;? 通信作者, E-mail: qgli@pku.edu.cn

對恒山地區(qū)出露的變質(zhì)火山巖開展巖相學(xué)、地球化學(xué)、鋯石 U-Pb 年代學(xué)和 Hf 同位素研究, 旨在確定其形成時代, 探討巖石成因及地球動力學(xué)意義。鋯石 U-Pb 定年結(jié)果表明, 這些變質(zhì)火山巖噴發(fā)于新太古代晚期(2508±20Ma)。地球化學(xué)分析結(jié)果顯示, 恒山變質(zhì)火山巖由變質(zhì)玄武巖和變質(zhì)玄武安山巖組成, SiO2(45.51%～62.67%)、FeOT(4.43%～15.72%)和 MgO (3.75%～8.14%)含量變化幅度大, 是幔源巖漿經(jīng)單斜輝石、角閃石和磁鐵礦分離結(jié)晶的產(chǎn)物。這些變質(zhì)火山巖富集輕稀土(LREE)和大離子親石元素(LILE), 虧損重稀土(HREE)和高場強元素(HFSE), 具有相對高的 Th 含量和 Th/Yb 比值, 呈現(xiàn)鈣堿性島弧火山巖的特征。結(jié)合不相容元素比值 Nb/Yb, Zr/Yb 和(Nb/La)N的特點, 推測其來源于俯沖帶具流體交代特征的富集地幔源區(qū)。結(jié)合區(qū)域構(gòu)造背景, 推斷恒山變質(zhì)火山巖形成于新太古晚期大陸弧環(huán)境。

恒山地區(qū); 新太古代晚期; 變質(zhì)火山巖; 地球化學(xué); 大陸弧

地球早期演化過程中的地球動力學(xué)體制是早前寒武地質(zhì)學(xué)研究的關(guān)鍵問題[1?4]。研究表明, 這一地球動力學(xué)體制可能是從以滯留–蓋層、地幔柱和重力沉降等為主的垂向構(gòu)造逐漸演變?yōu)橐园鍓K俯沖為主的水平構(gòu)造[5?10]。近年來, 越來越多的證據(jù)顯示, 新太古代晚期?古元古代界限附近(2.5Ga)是地球演化歷史中的一個關(guān)鍵時期, 并且該時期存在建立現(xiàn)代板塊構(gòu)造體制的趨勢[7,11]。作為太古宙?古元古代克拉通內(nèi)的主要組成部分, 花崗?綠巖帶記錄著這一關(guān)鍵時期地球形成和演化的重要信息[12], 因此華北克拉通內(nèi)出露的 2.6～2.5Ga 新太古代晚期花崗?綠巖帶成為探究這一關(guān)鍵轉(zhuǎn)變時期殼幔動力學(xué)過程的重要窗口。

五臺?恒山?阜平地區(qū)出露華北克拉通典型的花崗?綠巖帶, 主要由變質(zhì)程度較高的恒山?阜平高級區(qū)(主要出露變質(zhì)深成巖和高壓麻粒巖)和變質(zhì)程度較低的五臺低級區(qū)(花崗?綠巖帶)組成[13]。新太古代?古元古代時期, 五臺?恒山?阜平地區(qū)經(jīng)歷了幾乎相同的演化過程, 都發(fā)育大量與島弧巖漿作用相關(guān)的花崗質(zhì)巖石[14?18], 新太古代末?古元古代早期存在板片俯沖的動力學(xué)體制[10,13,17,19?26]。

對這一板片俯沖體制的認(rèn)識, 除依據(jù)區(qū)域內(nèi)發(fā)育的花崗質(zhì)巖石外, 前人的研究集中在五臺綠巖帶中變質(zhì)火山巖[20,24,27?30]和變質(zhì)沉積巖[31?33]的地球化學(xué)以及五臺?恒山?阜平地區(qū)的變形變質(zhì)方面[34?42]。盡管目前普遍認(rèn)為該區(qū)域的構(gòu)造體制形成于新太古代?古元古代早期的島弧背景[13,17,20?28,32?33,38,43?45], 但對于究竟是陸弧[13?15]還是洋弧[17,20,28,33,45?46], 仍然存在爭議。

Sun 等[21]近期對五臺?恒山?阜平地區(qū)新太古代至古元古代中酸性巖漿巖中鋯石的 Hf 同位素研究結(jié)果顯示, 該區(qū)域在 2.52Ga 之前呈現(xiàn)洋弧的特點, 2.52Ga 之后則表現(xiàn)出陸弧的特征。在恒山高級變質(zhì)區(qū)不僅發(fā)育 TTG (英云閃長?奧長花崗巖?花崗閃長質(zhì))片麻巖、高壓麻粒巖和斜長角閃巖, 還保留少量變質(zhì)火山巖。然而, 有關(guān)變質(zhì)火山巖的研究, 迄今僅限于變質(zhì)作用的--軌跡和變質(zhì)作用的時代[35,47], 缺乏變質(zhì)火山巖的原巖時代和構(gòu)造背景的相關(guān)研究, 嚴(yán)重地制約對五臺?恒山?阜平地區(qū)新太古代末?古元古代早期構(gòu)造演化的全面理解。

基于上述背景, 我們對發(fā)育于恒山高級變質(zhì)區(qū)的變質(zhì)火山巖開展巖相學(xué)、鋯石 U-Pb 年代學(xué)和地球化學(xué)研究, 試圖限定其原巖時代及構(gòu)造環(huán)境, 不僅為該地區(qū)新太古代?古元古代的構(gòu)造演化提供直接的證據(jù), 而且為全面理解華北克拉通新太古代末?古元古代早期構(gòu)造體制提供重要的制約。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

華北克拉通是世界上最古老的克拉通之一, 由太古宙?古元古代的變質(zhì)基底和中元古代?新生代的蓋層序列組成[48], 保存著最老年齡約為 3.8Ga 的巖石記錄[49]。華北克拉通的結(jié)晶基底主要由太古宙晚期(約 2.6～2.5Ga)的 TTG 片麻巖和變質(zhì)火山?沉積序列(花崗?綠巖帶)組成[3,50?53]。因太古宙至古元古代經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化和多階段的地殼生長事件[3,54?58], 華北克拉通成為全球早前寒武研究的熱點地區(qū)之一。

盡管對華北克拉通前寒武紀(jì)基底的微陸塊數(shù)量以及碰撞、拼合的時間仍有爭議[3?4,23,47?48,52?53,59?65], 但當(dāng)前普遍將華北克拉通基底劃分為東部陸塊、西部陸塊和中部帶 3 個單元。其中, 西部陸塊先由北部的陰山地塊和南部的鄂爾多斯地塊在約 2.1～1.9 Ga 時沿古元古代集寧?千里山孔茲巖帶俯沖、碰撞而成, 隨后在約 1.85Ga 時沿著中部帶與東部陸塊碰撞、拼合, 形成完整的華北克拉通[53,57,66]。

如圖 1 所示, 恒山地區(qū)位于華北克拉通中部帶中段, 北至桑干河, 南部以滹沱河為界與五臺花崗?綠巖帶相隔, 東南部以龍泉關(guān)剪切帶為界與阜平高級變質(zhì)區(qū)相接。該區(qū)主要由太古宙高級變質(zhì)基底和呈巖片穿插其中的表殼巖組成[67], 可進(jìn)一步劃分為北恒山雜巖、南恒山雜巖以及將兩者分隔的朱家坊韌性剪切帶三部分, 具有十分重要的區(qū)域構(gòu)造意義, 吸引了眾多學(xué)者在此開展研究[14?15,34?35,38,42,47,68?71]。

北恒山雜巖主要由英云閃長質(zhì)、奧長花崗質(zhì)和花崗閃長質(zhì)等花崗質(zhì)片麻巖、鎂鐵質(zhì)脈體以及高壓鎂鐵質(zhì)麻粒巖組成, 其中花崗質(zhì)片麻巖以年齡為約2.52～2.48Ga 的 TTG 片麻巖為主, 稱為土嶺 TTG 片麻巖, 還發(fā)育少量年齡為約 2.71～2.67Ga 花崗質(zhì)片麻巖以及約 2.44～2.43 和 2.14～2.03Ga 的二長花崗質(zhì)片麻巖(圖 1)。這些巖石普遍遭受部分熔融和 1.88～ 1.85Ga 期間的高壓麻粒巖相變質(zhì)作用, 伴隨多期變形[14?15,17,19,47,72]。鎂鐵質(zhì)脈體和高壓鎂鐵質(zhì)麻粒巖呈層狀、布丁狀和透鏡狀產(chǎn)于花崗質(zhì)片麻巖中, 其中基性麻粒巖以峰期后等溫降壓的順時針-軌跡為特征[47]。Kr?ner 等[69]認(rèn)為這些鎂鐵質(zhì)麻粒巖的原巖為約 1.92Ga 時形成的基性巖墻, 于 1.88～1.85 Ga 期間經(jīng)歷麻粒巖相變質(zhì)作用, 也有學(xué)者認(rèn)為部分鎂鐵質(zhì)塊體可能代表殘存于混合巖中未發(fā)生部分熔融的難熔組分[38]。

圖1 恒山地區(qū)地質(zhì)圖和采樣位置

(a)含長石斑晶的斜長角閃巖; (b)斜長角閃巖, 粒狀或柱狀變晶結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 角閃石顆粒較大; (c)角閃斜長片麻巖, 粒狀或柱狀變晶結(jié)構(gòu), 片麻狀構(gòu)造; (d)石榴石斜長角閃巖, 斑狀變晶結(jié)構(gòu)。Hb:角閃石; Qtz:石英; Pl:斜長石; Grt:石榴石

南恒山雜巖不僅出露與北恒山雜巖相同的土嶺TTG 片麻巖, 還出露義興寨 TTG 片麻巖和殘存在TTG 片麻巖中的表殼巖及基性巖墻(圖 1)。義興寨TTG 片麻巖以英云閃長巖為主, 變形程度比北恒山雜巖中的 TTG 片麻巖弱, 具有均一的片麻理, 含少量鎂鐵質(zhì)包體[73]。鋯石 U-Pb 定年結(jié)果顯示, 義興寨 TTG 片麻巖以及其中的鎂鐵質(zhì)包體結(jié)晶年齡為2499～2502Ma[21]。殘存于 TTG 片麻巖中的表殼巖主要為(石榴)斜長角閃巖、直閃石巖以及云母片巖等, 其原巖的形成時代約為 2.5Ga[15,73?74]。在石榴斜長角閃巖中獲得 1.92Ga 的變質(zhì)年齡和順時針的-軌跡, 其變質(zhì)峰期條件為約 1.1～1.3GPa, 650～ 800℃[35,75]。在義興寨和雁門關(guān)地區(qū), 還發(fā)育侵入TTG 片麻巖中的基性巖墻群。這些基性巖墻群經(jīng)歷了高角閃巖相到麻粒巖相的變質(zhì)[75?76], 其原巖結(jié)晶時代為 2035～2060Ma[77]。此外, Wang 等[78]在雁門關(guān)地區(qū)還識別出一期年齡約為 2.2Ga 的鎂鐵質(zhì)?超鎂鐵質(zhì)侵入體。

朱家坊韌性剪切帶位于南恒山雜巖與北恒山雜巖之間, 沿東西向展布, 寬約 2km, 將北恒山麻粒巖相和南恒山角閃巖?麻粒巖相兩套巖石單元分隔。朱家坊韌性剪切帶主要發(fā)育表殼巖系, 主要巖石組合有變質(zhì)砂巖、片巖、黑云斜長角閃片麻巖、(石榴)斜長角閃巖以及條帶狀鐵建造(BIF)等。前人認(rèn)為表殼巖系中的變質(zhì)沉積巖以及斜長角閃巖為沉積?火山成因, 可以與五臺地區(qū)綠巖帶中的五臺群進(jìn)行對比[67,79]。但是, Kr?ner 等[15]認(rèn)為它們是強烈糜棱巖化的正片麻巖和基性巖墻。剪切帶中巖石普遍發(fā)育角閃巖相變質(zhì), 礦物出現(xiàn)重結(jié)晶, 具有礦物拉伸線理和糜棱葉理, 區(qū)域中韌性剪切帶的糜棱面理切割其兩側(cè)巖石的早期礦物組構(gòu)[40,42]。Trap 等[38]對剪切帶變泥質(zhì)巖中獨居石進(jìn)行定年, 獲得 1884±11Ma 的等時線年齡。He 等[34]對剪切帶內(nèi)的副片麻巖和花崗巖脈體進(jìn)行定年, 獲得 1938±31Ma 的變質(zhì)年齡和 1860±16Ma 的花崗質(zhì)脈體結(jié)晶年齡。對該區(qū)域構(gòu)造的研究結(jié)果表明, 恒山地區(qū)共經(jīng)歷 5 期變形(D1～D5), 朱家坊剪切帶(D4)為碰撞過程中下、中地殼相對移動, 發(fā)生右行剪切作用而成[40,42,67]。通過該次剪切變形作用, 北恒山早期變質(zhì)的巖石沿著朱家坊剪切帶折返上升, 進(jìn)入淺部地殼。因此, 與北恒山雜巖相比, 南恒山雜巖經(jīng)歷的變質(zhì)作用程度較低[34]。

2 野外地質(zhì)特征和巖相學(xué)特征

恒山高級變質(zhì)區(qū)除發(fā)育大量 TTG 片麻巖和麻粒巖外, 還出露變質(zhì)火山巖。這些火山巖呈層狀產(chǎn)出于表殼巖中, 或以包體(麻粒巖或斜長角閃巖)和頂垂體的形式殘存在 TTG 片麻巖中。本研究在南恒山雁門關(guān)地區(qū)采集 17 塊具有代表性的變質(zhì)火山巖樣品, 其中 7 塊為呈層狀產(chǎn)出的表殼巖, 10 塊為TTG 片麻巖中的包體。這些變質(zhì)火山巖樣品經(jīng)歷了角閃巖相變質(zhì)作用, 其巖性主要為斜長角閃巖、石榴石斜長角閃巖和角閃斜長片麻巖。顯微鏡下觀察到斜長角閃巖發(fā)育粒狀或柱狀變晶結(jié)構(gòu)和斑狀變晶結(jié)構(gòu), 片麻狀構(gòu)造, 主要礦物為角閃石(65%～80%)和斜長石(15%～30%), 含少量石英和磁鐵礦。其中, 細(xì)粒斜長角閃巖(圖 2(a))為斑狀變晶結(jié)構(gòu), 片麻狀構(gòu)造, 含絹云母化的長石斑晶, 主要礦物為角閃石(70%)、斜長石(25%)和石英(4%); 中粒斜長角閃巖(圖 2(b))為粒狀或柱狀變晶結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要礦物為角閃石(65%)、斜長石(30%)、石英(4%)和磁鐵礦(1%); 角閃斜長片麻巖(圖 2(c))為粒狀或柱狀變晶結(jié)構(gòu), 片麻狀構(gòu)造, 主要由斜長石(55%)、角閃石(40%)、磁鐵礦(2%)和石英(2%)等礦物組成; 石榴石斜長角閃巖(圖 2(d))為斑狀變晶結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要由斜長石(50%)、角閃石(40%)、石英(5%)和石榴石(4%)組成, 斜長石部分絹云母化, 石榴石變斑晶中含有石英和斜長石等細(xì)小包裹體, 呈篩狀變晶 結(jié)構(gòu)。

3 樣品制備與分析方法

在野外采集新鮮的無脈體侵入的巖石樣品。在顯微鏡下進(jìn)行巖相學(xué)觀察后, 將無石英細(xì)脈和碳酸鹽脈的樣品挑選出來用于全巖地球化學(xué)分析, 并選出用于鋯石定年的樣品。將挑選出的樣品送到廊坊巖拓地質(zhì)服務(wù)有限公司進(jìn)行巖石粉碎和鋯石單礦物分離及鋯石制靶。制靶完成后, 利用顯微鏡對鋯石靶進(jìn)行反射光和透射光照相, 并在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室使用 FEI QUANTA-650FEG 型掃描電子顯微鏡(SEM)進(jìn)行鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像拍攝, 結(jié)合鋯石靶的反射光、透射光及CL 圖像選取樣品的測試點位。

火山巖全巖主量元素和微量元素分析在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成。主量元素測定在波長散射掃描 X 射線熒光光譜儀(XRF)上進(jìn)行, 工作條件為 50kV, 50mA。采用 GSR-2 (安山巖)、GSR-3 (玄武巖)和 GSR-15 (斜長角閃巖)等標(biāo)樣監(jiān)測數(shù)據(jù)質(zhì)量, 設(shè)置多個平行樣來監(jiān)控儀器的穩(wěn)定性, 最終得到的分析精度在 0.5%以內(nèi)[17]。經(jīng)過化學(xué)溶解等前處理步驟之后, 在 Agilent 7500ce ICP-MS 電感耦合等離子體質(zhì)譜儀上進(jìn)行微量元素分析, 用標(biāo)樣 GSR-2 (安山巖)、GSR-3 (玄武巖)、GSR-11(流紋巖)和 GSR-15 (斜長角閃巖)以及平行樣來監(jiān)測儀器的穩(wěn)定性, 分析精度優(yōu)于 10%。樣品的火山巖全巖主量元素和微量元素分析數(shù)據(jù)列于附錄 1 (訪問http://xbna.pku.edu.cn 查看附錄)。

鋯石樣品的 U-Pb 和 Lu-Hf 同位素分析在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成。在Agilent 7500ce 激光剝蝕電感耦合等離子質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)上進(jìn)行鋯石 U-Pb 同位素分析, 束斑大小為 32 μm, 采用 91500 鋯石作用外標(biāo)進(jìn)行校正, 同位素比值計算使用 GLITTER 4.0 軟件, 普通鉛校正使用 Anderson[80]的方法, 年齡計算及諧和圖繪制采用 Isoplot 程序。在 Nu PlasmaⅡMC-ICP-MS 上進(jìn)行鋯石原位 Lu-Hf 同位素分析, 以國際標(biāo)樣 91500 鋯石作為標(biāo)樣進(jìn)行校正, 利用標(biāo)準(zhǔn)鋯石 Ple?ovice 檢驗校正結(jié)果。樣品的鋯石 U-Pb 和 Lu-Hf 同位素分析數(shù)據(jù)分別列于附錄 2 和 3。

4 恒山變質(zhì)火山巖的地球化學(xué)及年代學(xué)特征

4.1全巖地球化學(xué)特征

4.1.1 元素活動性

太古宙巖石普遍經(jīng)歷的變質(zhì)作用改造會顯著地影響其中元素的活動性[81]。恒山火山巖變質(zhì)程度較高, 因此需對樣品的元素活動性進(jìn)行判別, 選擇相對不活動的元素來追溯原巖的組成及巖石成因。

Polat 等[82]提出利用樣品的 Ce 異常(Ce)是否介于 0.9～1.1 之間以及燒失量(LOI)是否低于 6%來判別火山巖是否遭受嚴(yán)重蝕變。本研究樣品的Ce 介于 0.86～1.15 之間, LOI 介于 0.42%～1.56%之間, 表明樣品未遭受嚴(yán)重的蝕變。恒山變質(zhì)火山巖的蝕變指數(shù) A.I.([(MgO+K2O)/(MgO+K2O+Na2O+CaO)×100])在 27.88～39.24 之間, 過鋁質(zhì)指數(shù) P.I. (Al2O3/(CaO+ Na2O+K2O))在 0.47～0.80 之間, A.I.和 P.I.的變化范圍與現(xiàn)代未蝕變的洋中脊玄武巖(MORB)、洋島玄武巖(OIB)和島弧火山巖變化范圍(A.I.=35±10, P.I.< 1)[83]一致, 表明樣品的主量元素和微量元素未發(fā)生明顯的活動。此外, 樣品的 Fe2O3T, MgO 和 CaO 與A.I.也無明顯的相關(guān)性(圖 3(a)～(c)), 進(jìn)一步表明上述元素相對不活動。

錒系元素在高級變質(zhì)過程中可能發(fā)生分異, 其在變質(zhì)脫水過程中的溶解主要受巖石中鋯石等副礦物相控制[84]。恒山變質(zhì)火山巖樣品的 Th/U 值為2.60～4.86, 該比值變化范圍較小, 且大部分樣品的La/Th 和 Th/U 值落在火成巖區(qū)域(圖 3(d)), 表明樣品中 Th 和 U 含量受變質(zhì)作用的影響較小。一些極不相容的堿性元素(如 K, Rb 和 Cs 等)的比值在巖漿過程中通常不發(fā)生改變, 然而在變質(zhì)脫水過程中會發(fā)生顯著的變化[85]。本研究樣品的 K/Rb 值介于 227～ 512 之間, Rb/Cs 值介于 5.77～125.08 之間(上地殼平均值 Rb/Cs=30), 表明樣品的堿性金屬元素在變質(zhì)過程中曾發(fā)生活動。此外, 在后期角閃巖相退變質(zhì)作用過程中, 由于巖石與富 H2O 和 CO2的流體相互反應(yīng), 一些通常認(rèn)為不活動的輕稀土元素也會顯著地富集, 導(dǎo)致部分高場強元素在蛛網(wǎng)圖中顯示出富集或虧損的特點, 從而不能正確地反應(yīng)原巖的屬性[86]。本文各樣品的稀土元素含量(附錄 1)不僅較為相似, 而且變化不大, 呈現(xiàn)相對集中的特點。因此, 可以認(rèn)為這些樣品的稀土元素(REE)也未發(fā)生顯著的活動。作為一個相對不活動的元素[86], Yb與 Nb, Zr 和 Hf 等高場強元素(HFSEs)具有良好的線性關(guān)系(Yb 與 Nb 的2=0.54, Yb 與 Zr 的2=0.39, Yb與 Hf 的2=0.51) , 可見這些樣品中的高場強元素在變質(zhì)作用過程中也未發(fā)生大幅度的遷移。

因此, 本研究選擇一些活動性較弱的元素(Fe, Mg, Th, REE和HFSE)來進(jìn)行巖石成因和構(gòu)造背景分析。

4.1.2 全巖主量元素和微量元素

基于樣品的礦物學(xué)特征、主量元素特征和 Nb/ Y 對 Zr/TiO2×0.0001 微量元素分類圖(圖 4(a)), 可以將本研究的火山巖樣品分為變質(zhì)玄武巖和變質(zhì)玄武安山巖兩組。

11 件變質(zhì)玄武巖樣品的巖性為斜長角閃巖(附錄 1), 具有較低的 SiO2含量(45.51%～51.88%)以及Al2O3/TiO2值(5.96–17.01), 高的 MgO(5.02%～8.14%)、Fe2O3T(12.83%～17.48.%)、Cr(56.45～189.81 μg/g)、Ni (23.69～62.34μg/g)和 Co (45.35～52.00μg/g)含量, Mg#值為 36.54～54.02。這些變質(zhì)玄武巖樣品在 Zr/Y對 Th/Yb 圖解中主要位于過渡區(qū)域(圖 4(b)), 而在Co 對 Th 圖解中位于鈣堿性區(qū)域(圖 4(c))。在 FeOT/ MgO 對 SiO2圖解(圖 4(d))中, 數(shù)據(jù)點雖然落入拉斑系列區(qū)域, 但未隨 SiO2含量的升高而明顯富 Fe, 沒有表現(xiàn)出拉斑質(zhì)巖漿的特點。該組樣品的總稀土(TREE)含量在 43.71～139.40μg/g 之間, 在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中具有右傾的特征(圖 5(a1)), (La/Yb)N為 1.78～4.18 之間, YbN值為 10.50～29.79, 具輕微的 Eu 負(fù)異常(Eu=0.82～0.98)。在 N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中, 該組火山巖樣品的 Th, La 和 Ce為正異常, Nb, Zr, Hf 和 Ti 具有較明顯的負(fù)異常(圖5(b1))。

圓圈為玄武巖樣品, 空心三角形為玄武安山巖樣品, 實心三角形為樣品16DX6-3, 下同。(d)的底圖來自文獻(xiàn)[84]

6 個變質(zhì)玄武安山巖樣品(附錄 1)與上述變質(zhì)玄武巖類似, 在 Zr/Y 對 Th/Yb 圖解中主要落在過渡區(qū)域(圖 4(b)), 而在 Co 對 Th 圖解中位于鈣堿性區(qū)域(圖 4(c))。在 FeOT/MgO 對 SiO2圖解中, 大部分樣

品位于鈣堿性區(qū)域, 并且同樣隨巖漿演化無明顯的富 Fe 趨勢。與變質(zhì)玄武巖樣品相比, 這些變質(zhì)玄武安山巖樣品具有較高的 SiO2(53.31%～62.67%)和Ni (56.69%～75.59 μg/g)含量以及Al2O3/TiO2(19.40～ 28.95)、Nb/Y 以及 Zr/Ti 值, 較低的 MgO (3.75%～ 6.11%)、Fe2O3T(4.92%～12.68%)和 Co (15.82～35.19 μg/g)含量, Mg#值為 38.95～60.15。樣品的 TREE 含量為 51.83～105.33μg/g。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素分配模式圖中, 該組變質(zhì)玄武安山巖同樣呈右傾的稀土元素分配樣式, 但無明顯的 Eu 異常(Eu= 0.89～1.04)(圖 5(a2))。除樣品 16DX6-3 具有較高的(La/Yb)N值(16.72)和較低的 YbN值(4.70)外, 其他樣品具有較低的(La/Yb)N值(2.99～4.56)和較高的 YbN值(10.58～13.69)。在 N-MORB 標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中, 樣品富集 Th, La 和 Ce 元素, 虧損 Nb 和 Ti 等元素(圖5(b2))。

(a)火山巖分類圖解, 底圖來自文獻(xiàn)[87], 其中礦物分離結(jié)晶趨勢: POA=斜長石+橄欖石+普通輝石, POAM=斜長石+橄欖石+普通輝石+磁鐵礦, POAHM=斜長石+橄欖石+普通輝石+角閃石+磁鐵礦; (b)～(d)的底圖分別來自文獻(xiàn)[88]、[89]和[90]

4.2 鋯石 U-Pb 定年結(jié)果和 Lu-Hf 同位素特征

樣品 16DX6-3 為包裹住樣品 16DX6-1 的角閃斜長片麻巖, 其鋯石自形程度較好, 多呈短柱至長柱狀, 長約 50～200μm, 長寬比為 1:1～3:1。陰極發(fā)光圖像顯示, 絕大多數(shù)鋯石發(fā)育同心震蕩環(huán)帶及較窄的亮白色增生邊(圖 6), Th/U 值介于 0.27～1.97 之間, 具有典型巖漿成因鋯石特點。對該樣品的 20顆鋯石進(jìn)行 20 個測點的分析, 獲得的207Pb/206Pb 表觀年齡為 2439～2527Ma, 表明這些鋯石形成于同一巖漿事件。20 個測點的數(shù)據(jù)構(gòu)成一條不一致線, 其上交點年齡為 2508±12Ma (MSWD=0.35)。其中, 18個位于諧和線上測點的207Pb/206Pb 加權(quán)平均年齡為2508±20Ma(MSWD=0.086), 與上交點年齡在誤差范圍內(nèi)一致(圖 7(a))。因此, 我們認(rèn)為207Pb/206Pb 加權(quán)平均年齡 2508±20Ma 可以代表恒山變質(zhì)火山巖的原巖結(jié)晶年齡。此外, 選取 9 顆鋯石進(jìn)行原位Lu-Hf 同位素測試, 獲得176Lu/177Hf 值為 0.0006315～ 0.0009834,176Hf/177Hf 值為 0.281337～0.281421, 對應(yīng)的 εHf(2508Ma)值介于+3.9～+7.3 之間(圖 7(b)),DM1為 2538～2670Ma,DM2為 2556～2768Ma。

5 討論

5.1 形成時代

恒山火山巖經(jīng)歷了強烈的變形和變質(zhì)作用改造, 其形成時代一直存在爭議。前人依據(jù)變質(zhì)程度以及表殼巖的巖石組合等特征, 認(rèn)為其形成時代可以與五臺地區(qū)的五臺群石咀亞群底部的金剛庫組對 比[67,79]。五臺群石咀亞群金剛庫組的巖石組合主要由底部的超基性巖、下部的黑云變粒巖和斜長角閃巖夾磁鐵石英巖以及上部的云母片巖、石英巖和鈣硅質(zhì)巖組成。Wang 等[91]在金剛庫組斜長角閃巖中獲得的年齡為 2543±4.1Ma; Han 等[31]在該組白峪里鐵礦中的斜長片麻巖圍巖里獲得的年齡是 2543±25 Ma; 陳雪等[92]在該組黑云母石英片巖中的碎屑鋯石里獲得的207Pb/206Pb 加權(quán)平均年齡為 2663±2Ma, 限定了金剛庫組的最大沉積年齡。由此可見, 這些金剛庫組的年齡數(shù)據(jù)在 2543～2663Ma 之間, 表明該組巖石的形成時代應(yīng)早于 2520Ma。

圖5 恒山火山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖((a1)和(a2))和N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化多元素蛛網(wǎng)圖((b1)和(b2))

圖6 代表性鋯石陰極發(fā)光圖像及 U-Pb-Hf 同位素測點位置

本次研究中, 我們在恒山地區(qū)變質(zhì)火山巖中獲得的年齡是 2508±20Ma, 明顯晚于五臺群金剛庫組的形成時代。因此, 本文認(rèn)為恒山火山巖不能歸屬五臺金剛庫組。野外地質(zhì)證據(jù)表明, 恒山火山巖呈層狀產(chǎn)出于表殼巖中, 或以包體(麻粒巖或斜長角閃巖)和頂垂體的形式殘存在 TTG 片麻巖中, 表明其時代早于 TTG 片麻巖或與 TTG 片麻巖同期。前人在恒山地區(qū)雁門關(guān)和朱家坊地區(qū)表殼巖附近的TTG 片麻巖中獲得的年齡為 2483～2526Ma[14,19,21,93], 本次研究獲得的火山巖成巖年齡為 2508Ma, 與該區(qū)域廣泛分布的 TTG 片麻巖形成時代近同期, 也與前人報道的恒山表殼巖中形成于 2501Ma 的雜砂巖時代接近[73]。因此, 我們認(rèn)為恒山火山巖的形成時代晚于五臺雜巖中五臺群石咀亞群的金剛庫組。結(jié)合前人對五臺群中巖石的定年結(jié)果, 本文認(rèn)為恒山火山巖的時代可以與五臺群上部臺懷亞群的鴻門巖組火山巖對比?？梢? 恒山地區(qū)新太古代噴發(fā)的火山巖與幾乎同期(約 2.52–2.48Ga)大量發(fā)育的花崗質(zhì)巖石共同記錄了恒山地區(qū)太古宙末期至古元古代早期的巖漿事件[14?15,19,21]。

(b)的底圖來自文獻(xiàn)[21]

5.2 巖石成因

五臺?恒山?阜平地區(qū)在新太古代晚期到古元古代處于島弧構(gòu)造背景[13,17,20?25,27?28,32?33,38,43?45]。島弧背景下形成的巖漿巖通常呈現(xiàn)分異的特點, 具有原始巖漿特點的巖漿巖很少出露[94]。恒山火山巖樣品以具有較低的 Mg#值(36.54～60.15)、Ni (23.69～ 75.59μg/g)、Cr (56.45～189.81μg/g)和 MgO 含量為特征, 明顯不同于原始巖漿(Mg#>64, Ni>200μg/g, Cr>400μg/g)[95]。在火山巖分類圖(圖 4(a))中, 這些樣品也表現(xiàn)出演化的趨勢, 進(jìn)一步說明它們確實為巖漿分異的產(chǎn)物。

在哈克圖解(圖 8)中, 恒山火山巖樣品的主量元素含量與 SiO2含量之間呈現(xiàn)良好的相關(guān)性。隨著 SiO2含量增加, MgO, MnO, TiO2和 Fe2O3含量逐漸降低, 表現(xiàn)出結(jié)晶分異的特點, 單斜輝石、角閃石和磁鐵礦等礦物為潛在的分離結(jié)晶礦物相。

圖8 恒山變質(zhì)火山巖的哈克圖解

在圖 9(a)和(b)中, 過渡族元素(Cr, Ni, V 和 Sc)之間呈現(xiàn)良好的相關(guān)性, 意味著單斜輝石發(fā)生分離結(jié)晶。研究表明, 中稀土元素在角閃石中的分配系數(shù)通常高于輕稀土和重稀土元素[99], 在其分離結(jié)晶的過程中會導(dǎo)致 La/Yb 值升高, Dy/Yb 值降低[98?100], 因此稀土元素(REEs)是指示角閃石分離結(jié)晶的一項重要指標(biāo)。如圖 9(c)和(d)所示, 隨著 SiO2含量增加, 恒山玄武質(zhì)巖石同樣反映 La/Yb 值升高而 Dy/ Yb 值下降的趨勢, 說明在其演化過程中發(fā)生了角閃石的分離結(jié)晶。從基性到中性, 這些火山巖樣品的 Fe2O3含量明顯降低(圖 8(f)), 表明可能存在磁鐵礦的分離結(jié)晶。

在巖漿結(jié)晶過程中, 當(dāng)分離結(jié)晶的礦物相以長石、橄欖石和輝石為主時, 熔體中的 Zr/Ti 值不會受到顯著的影響; 當(dāng)磁鐵礦開始結(jié)晶后, 巖漿中的Ti 會逐漸虧損, 而 Zr 和 SiO2卻會繼續(xù)增加[101]。本研究中的變質(zhì)玄武巖具有較高的 Fe2O3含量, 但是隨著 SiO2含量升高, Zr/Ti 值卻沒有發(fā)生明顯的變化(圖 9(e)), 說明在這個階段, 磁鐵礦并沒有發(fā)生分離結(jié)晶。

變質(zhì)玄武安山巖有著比變質(zhì)玄武巖高的 Zr/Ti值, 且隨著 SiO2含量增加, Zr/Ti 值不斷增加(圖9(e)), 結(jié)合其 Fe2O3含量明顯降低的特征, 表明在該階段出現(xiàn)磁鐵礦的分離結(jié)晶。如前所述, 樣品的Al2O3含量與 SiO2含量之間具有正相關(guān)的關(guān)系(圖 8 (b)), 且所有樣品均無明顯的 Eu 負(fù)異常。此外, 除樣品 16DX6-3 外, 其余樣品的 Al2O3含量隨 SiO2含量的增加, 且并未出現(xiàn)拐點,Eu 值也沒有顯著的變化, 表明在這些巖漿的演化過程中斜長石并沒有發(fā)生明顯的分離結(jié)晶。

通常, 巖漿在上升過程中會受到地殼物質(zhì)的混染, 其 MgO 和 Cr, Ni, Co, V 等過渡族金屬的元素含量會顯著降低[102]。變質(zhì)玄武巖樣品的 SiO2含量與MgO 含量和 Mg#之間沒有明顯的相關(guān)性(圖 8(a)), 其 Co(45.35～52.00μg/g)和 V (255～449μg/g)含量明顯高于大陸地殼(Co 含量為 26.6μg/g, V 含量為 138μg/g[102]), 說明地殼混染程度較低。在(Nb/La)N對MgO 圖解(圖 10(a))中, 這些樣品間呈現(xiàn)正相關(guān)性, 且在 Zr/Sm 對 Nb/Y 圖解(圖 10(b))中, 大部分樣品沒有地殼混染趨勢, 進(jìn)一步表明巖漿在上升過程中受地殼混染的影響較小。同樣, 除 16DX6-3 外, 其他變質(zhì)玄武安山巖樣品的 SiO2含量與 MgO 和 Mg#間未呈現(xiàn)明顯的相關(guān)性(圖 8(a)), (Nb/La)N與 MgO之間也沒有呈現(xiàn)明顯的正相關(guān)性(圖 10(a)), 且在Zr/Sm 對 Nb/Y 圖解中樣品也位于地殼混染趨勢范圍外(圖 10(b)), 表明這些樣品同樣受地殼混染的影響較小。

(a)、(b)和(e)的底圖分別來自文獻(xiàn)[96]、[97]和[87]; (c)和(d)為角閃石分離結(jié)晶判別圖解, 底圖來自文獻(xiàn)[98]

(a)的底圖來自文獻(xiàn)[103]; (b)中的點線表示地幔端元與華北克拉通平均 TTG 成分間的混合, 虛線代表地幔端元與大陸地殼成分間的混合, PM表示原始地幔[104], DM表示虧損地幔[105], BC表示大陸地殼[102], ATN表示華北克拉通平均TTG成分[106]

在所有火山巖樣品中, 樣品 16DX6-3 具有最低的(Nb/La)N值和 MgO 含量, 其主微量元素特征與其他火山巖樣品也明顯不同, Co 和 V 等元素含量也明顯低于其他樣品。在 Zr/Sm 對 Nb/Y 圖解(圖 10(b))中, 樣品 16DX6-3 也不同于其他樣品, 落在地幔端元與華北克拉通平均 TTG 成分間的地殼混染趨勢線附近。樣品 16DX6-3 的這些特征及其變化范圍較大的鋯石Hf(2508Ma)值(+3.9～+7.3)說明, 該樣品來自虧損地幔源區(qū), 但很可能在上升過程中受到地殼混染的影響。因此, 后續(xù)的成因討論和構(gòu)造屬性研究中不再涉及該樣品。

前人在研究太古宙變質(zhì)火山巖時, 發(fā)現(xiàn)部分安山質(zhì)巖石可能是早期鎂鐵質(zhì)巖漿與長英質(zhì)巖漿混合形成的[107], 表明中性火山巖形成過程中可能存在巖漿混合作用。但是, 本文恒山變質(zhì)火山巖(包括變質(zhì)玄武巖和變質(zhì)玄武安山巖)樣品具有相似的稀土元素分配特征(圖 5(a1)和(a2)), 表明它們可能具有共同的巖漿源區(qū)。除樣品 16DX6-3 外, 其他樣品的(La/Yb)N值和 TREE 含量都相近, 在 Zr/Y 對Th/ Yb 圖解(圖 4(b))和 Co 對 Th 圖解(圖 4(c))中, 數(shù)據(jù)點幾乎都落入相似的區(qū)域, 且變質(zhì)玄武巖的 CaO含量未明顯降低, 與變質(zhì)玄武安山巖接近, 表明巖漿混合作用對恒山火山巖的成因影響有限。另外, 大部分主量元素與 SiO2含量的關(guān)系展現(xiàn)較好的分離結(jié)晶趨勢, 意味著樣品間巖性的差異很可能主要受控于分離結(jié)晶作用。

本文的變質(zhì)火山巖巖樣品相對富集 LREE (圖 5 (a1)和(a2)), 具有右傾的稀土元素分配特點, 并且富集 Th 而虧損 Nb 和 Ti (圖 5(b1)和(b2)), 呈現(xiàn)火山弧巖漿的地球化學(xué)特征[108]。這種具有火山弧巖漿地球化學(xué)特征的火山巖不只產(chǎn)出于島弧構(gòu)造背景, 也可能出現(xiàn)在受到巖石圈混染的大陸裂谷和弧后盆地等拉張環(huán)境以及碰撞造山帶環(huán)境的巖石當(dāng)中[109]。本研究中, 除樣品 16DX6-3 外, 其他樣品受地殼混染的影響較小, 且其 Th/Nb 值均小于 1, 未表現(xiàn)出巖石圈地幔組分混染的特征。

N-MORB 標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖可以很好地區(qū)分上述幾種不同的構(gòu)造環(huán)境, 原因是 N-MORB 代表一種無源區(qū)富集、熔融過程中無復(fù)雜殘留體以及沒有與大陸地殼相互作用的巖漿組分, 當(dāng)樣品與它進(jìn)行比較時, 可以較直觀地反映樣品的富集或虧損地球化學(xué)特征及熔融特點[87]。產(chǎn)自受巖石圈混染的拉張體系和碰撞造山帶環(huán)境的玄武質(zhì)巖漿形成的深度通常較大, 為低程度部分熔融的產(chǎn)物, 具有比島弧巖漿更高的高場強元素(HFSE)含量, 且 Zr 和 Ti 含量大于 N-MORB。島弧巖漿形成深度一般較淺, 且受到板片流體或熔體的交代, 為高度部分熔融的產(chǎn)物, 高場強元素含量通常較低, 呈現(xiàn)低 Zr, Ti 含量和低Ti/Y比值的特點。

在 N-MORB 標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖 5(a2)和(b2))中, 大部分樣品表現(xiàn)出低 Ti 含量(低于 N-MORB)和低(Ti/Y)N-MORB值的特征, 意味著這些變質(zhì)火山巖很可能形成于島弧構(gòu)造環(huán)境。在 Nb/Yb 對 Th/Yb 圖(圖 11(a))中, 這些火山巖樣品的 Th/Yb 值都遷移到MORB-OIB 陣列之上, 并呈垂直于且高于 MORB-OIB 的陣列分布, 進(jìn)一步證明它們是形成于火山弧構(gòu)造背景的火山巖。再者, 在 Nb/Yb 對 Zr/Yb 圖解(圖 11(b))中, 樣品數(shù)據(jù)落入地幔演化線內(nèi), 且居于N-MORB 與 E-MORB 之間, 表明其來自富集地幔源。此外, 這些變質(zhì)火山巖具有相近的(Hf/Sm)N值, 但(Nb/La)N值的變化卻較大(圖 11(c)), 表明這些變質(zhì)火山巖的地幔源主要受到俯沖相關(guān)流體的交代。

5.3 構(gòu)造意義

不少學(xué)者認(rèn)為五臺?恒山?阜平地區(qū)新太古代?古元古代為俯沖的島弧環(huán)境[13,17,20?25,27?28,32?33,38,43?45],但對其究竟是形成于大陸弧環(huán)境[13?15]還是大洋島弧環(huán)境[17,20,28,33,45?46], 仍然存在爭議。

恒山新太古代?古元古代早期的變質(zhì)火山巖噴發(fā)于 2508Ma (<2.52Ga), 屬于 Sun 等[21]所指五臺?恒山?阜平地區(qū)新太古代?古元古代早期巖漿演化的第二階段。該階段, 五臺地區(qū)的火山巖主要發(fā)育于臺懷亞群鴻門巖組地層中, 并以鈣堿性玄武巖?玄武安山巖為特點。這些火山巖的地球化學(xué)特征有別于該區(qū)大量分布的 2.52Ga 之前的石咀亞群具有島弧拉斑玄武巖質(zhì)特征的變質(zhì)火山巖[13,24]。目前主要依據(jù)恒山和阜平地區(qū)變質(zhì)火山巖的變質(zhì)程度和表殼巖的巖石組合, 將其形成時代限定為太古宙晚期?古元古代[67], 缺少相關(guān)地球化學(xué)資料。

對恒山和阜平地區(qū) TTG 片麻巖的年代學(xué)研究結(jié)果表明它們都形成于 2.52Ga 之后[14]。然而, 五臺地區(qū)不僅有 2.52Ga 之前的花崗質(zhì)巖石, 而且存在大量 2.52Ga 之后的花崗質(zhì)巖石[14?15,31,114]。五臺地區(qū)這些 2.52Ga 之前形成的花崗質(zhì)巖石具有高Hf(2)(+4.7～+8.3)值, 表現(xiàn)出虧損的鋯石 Hf 同位素特征, 顯示其形成于洋弧環(huán)境[20,24,28,33]。相比而言, 五臺?恒山?阜平地區(qū) 2.52Ga 之后的 TTG 片麻巖卻表現(xiàn)出更富集鋯石 Hf 同位素的特征(Hf(2) = ?1.8～ +7.5), 推斷其受到地殼的影響, 表明該地區(qū)存在古老地殼[21]。前人的研究也揭示恒山和阜平地區(qū)都存在老地殼殘留[115?116]。本次研究的恒山火山巖形成于 2.52Ga 之后, 呈現(xiàn)鈣堿性特征, 有別于洋弧背景下形成的火山巖[87,113], 表現(xiàn)出高的 Nb, Zr 含量和Zr/Y 比值特點。在 Zr 對 Zr/Y 圖解(圖 11(d))中, 絕大部分樣品落入大陸弧火山巖區(qū)域, 呈現(xiàn)大陸弧火山巖的特征。因此, 我們推斷噴發(fā)于 2508Ma 的恒山變質(zhì)火山巖很可能形成于大陸弧環(huán)境。

(a)～(d)的底圖分別來自文獻(xiàn)[110]、[111]、[112]和[113]

6 結(jié)論

通過對華北克拉通中部帶恒山高級變質(zhì)區(qū)中變質(zhì)火山巖的巖石學(xué)、地球化學(xué)、鋯石 U-Pb 年代學(xué)和 Lu-Hf 同位素研究, 結(jié)合前人的研究成果, 得到以下結(jié)論。

1)恒山變質(zhì)火山巖的原巖形成時代為 2508Ma, 晚于五臺雜巖中的石咀亞群金剛庫組, 而與五臺群臺懷亞群鴻門巖組的形成時代相當(dāng)。

2)恒山變質(zhì)火山巖是大陸島弧背景下, 主要受到俯沖板片流體交代的地幔楔部分熔融產(chǎn)生的同源巖漿, 在其上升演化過程中經(jīng)歷單斜輝石、角閃石和磁鐵礦分離結(jié)晶作用的產(chǎn)物。

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Geochemical Features and Tectonic Significance of Late Archean Metavolcanic Rocks in Hengshan Area, North China Craton

GAO Shansong, LI Qiugen?, HU Pengyue, Yasin Rahim, LI Hongying

Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution (MOE), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; ? Corresponding author, E-mail: qgli@pku.edu.cn

Petrographic, geochemical, zircon U-Pb geochronogical and Hf isotopic data are presented for the exposed metavolcanic rocks in Hengshan region to determine their eruption age, petrogenesis and geodynamic significance in the Trans-North China Orogen, North China Craton. Zircon U-Pb dating of the rocks yielded a weighted mean207Pb/206Pb age of 2508 ± 20 Ma, indicating that their protoliths were erupted in the late Neoarchean. Geochemically, the Hengshan metavolcanic rocks are composed of basalt and basaltic andesite and marked by variable SiO2(45.51%–62.67%), FeOt (4.43%–15.72%) and MgO (3.75%–8.14%) contents, indicative of product of derivation from a mantle source with subsequent fractional crystallization of clinopyroxene, hornblende and magnetite. These metavolcanic rocks are characterized by enrichments in light rare earth elements (LREE) and large-ion lithophile elements (LILE), as well as depletions in heavy rare earth elements (HREE) and high-field-strength elements (HFSE), with relatively high Th content and Th/Yb values, similar to those of the typical calc-alkaline arc-like volcanic rocks. Such arc-like geochemical signatures, together with some incompatible elemental ratios (e.g., Nb/Yb, Zr/Yb and (Nb/La)N), reveal their origination from a sub-arc enriched mantle wedge variably metasomatized by the slab-derived dehydration fluids. Combined with the region geological background, these Hengshan metavolcanic rocks were developed on a continental arc setting in the late Neoarchean.

Hengshan region; Late Neoarchean; metavolcanic rocks; geochemistry; continental arc